Долгое время считалось, что триасовые отложения на юго-западе Приморья представлены исключительно терригенными прибрежно-морскими и континентальными угленосными фациями. В частности, в пределах Лаоелин-Гродековского террейна (фрагмента позднепалеозойской-раннемезозойской активной окраины [1], рис. 1, А) была выделена монгугайская угленосная свита с остатками весьма специфичной позднетриасовой флоры [2]. Эта свита перекрывает с угловым несогласием сложнодислоцированные позднепермские терригенные отложения, вулканиты и граниты. Однако исследования последних десятилетий показали наличие в пределах рассматриваемого террейна вулканических образований триасового возраста, которые были выделены здесь в тальминский базальт-риолитовый вулканический комплекс, объединяющий одноименную толщу и её субвулканические комагматы [3; 4].
Первоначально этот комплекс был выделен на крайнем юго-западе Приморья в составе Тальминской вулканоструктуры (район оз. Птичье) и в краевой части Тигровой вулканоструктуры (г. Бол. Тигровая), большая часть которой расположена в Китае. Вулканиты, слагающие данный комплекс, были отнесены здесь к позднему триасу на основании сопоставления с датированными флорой аналогичными по составу вулканогенными образованиями в прилегающей к Приморью провинции Цзилинь Китая [3; 4]. В дальнейшем позднетриасовый возраст вулканитов был обоснован данными радиоизотопного датирования (U-Pb метод) – 232.8–212.4 млн лет [5].
Последующие исследования показали, что наиболее масштабно триасовый вулканизм проявился в северной части Лаоелин-Гродековского террейна, где вулканиты комплекса прослеживаются на расстояние порядка 90 км в юго-западном направлении от горы Филюшин Север до границы с КНР. Следует отметить, что триасовые вулканиты описываемого комплекса имеют продолжение на сопредельной территории Китая в западном и юго-западном направлении, что подтверждается работами зарубежных исследователей [6].
В настоящее время сведения о тальминском комплексе ограничиваются, прежде всего, геологическими и петрохимическими данными, которые кратко изложены в геологических отчетах и объяснительных записках к геологическим картам масштаба 1:200 000 и 1:1 000 000 [3; 4]. Минералогическая и геохимическая информация о слагающих породах практически отсутствует. В этой связи многие вопросы петрогенезиса и эволюции магматитов, а также геодинамической обстановки их формирования до сих пор остаются нерешенными.
Цель исследования: установление термодинамических параметров кристаллизации вулканических пород позднетриасового тальминского комплекса, распространенного в северной части Лаоелин-Гродековского террейна, а также реконструкция геодинамических условий их формирования на основе детального минералогического и геохимического изучения преимущественно основных и средних по составу вулканитов данного комплекса.
Краткая геологическая характеристика района исследований
В северной части Лаоелин-Гродековского террейна тальминский комплекс впервые был выделен и описан при проведении геолого-съемочных работ (ГДП-200) в пределах листов L-52-XXX, XXXVI. Излившиеся покровы рассматриваемого комплекса с резким угловым несогласием залегают здесь на образованиях силурийско-пермского структурного этажа Лаоелин-Гродековского террейна и прорываются позднетриасовыми (каменушкинский комплекс) и раннеюрскими (гвоздевский комплекс) гранитоидами.
Согласно существующим представлениям в нижней части разреза тальминского комплекса преобладают покровы андезитов, дацитов и их кластолавы и лишь иногда отмечаются потоки андезибазальтов. В верхней части разреза, как правило, распространены риодациты, риолиты и их кластолавы. Помимо эффузивных образований, в основании разреза описываемого комплекса картируются пачки и линзы конгломератов, гравелитов, песчаников и алевролитов. Суммарная мощность свиты приближенно оценивается в 700 м. Позднетриасовый возраст пород тальминского комплекса здесь определяется на основании многочисленных находок ископаемой флоры в прослоях туфогравелитов, алевролито-песчаников из опорного разреза в окрестностях с. Рубиновка. Следует отметить, что ранее на ГК-200 первого поколения [7] описываемые вулканиты были отнесены к барабашской свите позднепермского возраста.
Нами исследовались выходы вулканогенных образований тальминского комплекса в бассейне р. Молоканка на двух участках: левобережье пади Сахалин около села Рубиновка и на правобережье среднего течения р. Молоканка между селами Жариково и Рубиновка (рис. 1, Б).
На первом участке в ходе геолого-съемочных работ был выделен и описан опорный разрез низов изучаемого комплекса. Основание разреза здесь сложено пачкой зелено-серых мелкозернистых туфопесчаников с линзами туфогравелитов и конгломератов. Мощность пачки составляет 235 м. Выше залегает горизонт конгломератов мощностью 45 м, сложенный хорошо окатанными обломками различной размерности песчаников, алевролитов, туфов среднего и кислого состава, дацитов и гранитов. Этот горизонт перекрыт лавовым потоком массивных плагиоклазовых и амфибол-плагиоклазовых андезитов, мощность которого составляет 75 м. Выше по разрезу комплекс состоит из переслаивающихся туфопесчаников и алевролитов, содержащих линзы конгломератов. Завершают разрез плагиоклазовые андезиты, а также редкие маломощные потоки андезибазальтов. Общая мощность разреза составляет здесь 460 м. Породы тальминского комплекса прорваны штоками и дайками риолитового состава, являющимися субвулканическими комагматами описываемых вулканитов.
На этом участке основным предметом наших исследований были андезибазальты и андезиты, поскольку они являются наиболее информативными при решении вопросов, связанных с генезисом магматических расплавов и реконструкцией геодинамических условий их формирования.
На втором участке образцы отбирались из естественных изолированных коренных обнажений и искусственных выработок в правом борту долины р. Молоканка. Стратифицированные образования комплекса представлены здесь главным образом эффузивными разновидностями андезитов и дацитов.
Материалы и методы исследования
Минералого-геохимическое изучение вулканитов тальминского комплекса было выполнено на основе коллекции образцов и проб, собранных в 2019–2020 гг. на вышеперечисленных участках. Для аналитических исследований отбирались образцы с наименьшими признаками вторичных изменений.
Минеральный состав и структуры вулканических пород исследовались в шлифах с использованием современных поляризационных микроскопов «ЛОМО Полам Л-213М» (Россия), Carl Zeiss Axioplan 2 (Германия) (ДВГИ ДВО РАН). Составы породообразующих и акцессорных минералов определялись в лаборатории рентгеновских методов ДВГИ ДВО РАН на микроанализаторе JEOL JXA-8100. Аналитики – Молчанова Г.Б., Екимова Н.И.
Содержание петрогенных оксидов в породах определяли в лаборатории аналитической химии аналитического центра Дальневосточного геологического института ДВО РАН методом атомно-эмиссионной спектрометрии на спектрометре iCAP 7600 Duo (Thermo Electron Corporation, США). Аналитики – Горбач Г.А., Ткалина Е.А., Хуркало Н.В. Определение содержаний редких и редкоземельных элементов выполнено здесь же методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой на спектрометре Agilent 7500 (Agilent Techn., США). Аналитики – Остапенко Д.С., Еловский Е.В., Зарубина Н.В.
Петрографо-минералогическая характеристика вулканитов
Андезибазальты – наименее распространенная группа пород тальминского комплекса. Макроскопически это темно-серые, с зеленоватым оттенком породы с массивной текстурой и порфировой структурой. Характерной особенностью изученных андезибазальтов является присутствие в них значительного количества крупных вкрапленников плагиоклаза. По соотношению минералов-вкрапленников среди них выделяются плагиоклаз-двупироксеновая и плагиоклазовая разновидности.
Плагиоклаз во всех разновидностях андезибазальтов является доминирующим минералом-вкрапленником. Он представлен крупными (до 4 мм) и мелкими (до 0.5 мм) шестоватыми кристаллами, соответствующими по составу битовниту (72–86 мол. % An), реже лабрадору и андезину (67–47 мол. % An). Довольно часто крупные кристаллы минерала имеют прямую зональность, выраженную в падении анортитового минала от центра (87–73 мол. % An) к краю (71–51 мол. % An) зерна. Одновременно в краевых зонах кристалла увеличивается содержание ортоклазового минала (1.30–1.82 мол. % Or). Иногда в центральных частях крупных кристаллов плагиоклаза можно наблюдать следы коррозии, за счет чего он приобретает ситовидный облик. В пустотах проплавления кристаллизуются новообразованный кислый плагиоклаз (43–38 мол. % An) и реже рудный минерал.
Клинопироксен образует редкие мелкие кристаллы (до 1.5 мм) удлиненно-таблитчатой формы, отвечающие по составу авгиту (Wo40.17-39.62 En44.86-44.78 Fs14.97-15.6), реже переходным разностям между авгитом и эндиопсидом (Wo42.93-43.38 En47.17-47.55 Fs9.85-9.07). Особенностью отдельных кристаллов минерала является наличие в них примеси Cr2O3 (0.24–0.84 масс. %). Кристаллы клинопироксена из основной массы имеют несколько иной состав, они более железистые и марганцовистые, но менее кальциевые и глиноземистые (Wo37.40-28.87 En38.9-40.77 Fs23.7-30.24).
Ортопироксен слагает мелкие (до 0.8 мм) удлиненно-призматические однородные кристаллы, по составу отвечающие бронзиту (Wo3.43-3.98 En72.22-71.62 Fs24.34-24.40).
В основной массе присутствуют лейсты лабрадора и андезина (57–43 мол. % An), мелкие кристаллы авгита, а также ксеноморфные зерна титаномагнетита и пижонита (Wo7.91-10.27 En57.81-52.70 Fs34.28-37.03). Последний минерал встречается только в плагиоклаз-двупироксеновых разностях. Структура пород интерсертальная.
Андезиты – более широко распространенная группа пород среди эффузивных и субвулканических образований тальминского комплекса. Это темно-серые, зеленовато-серые, иногда с сургучным оттенком породы, обладающие порфировой или субафировой структурой и массивной текстурой. По соотношению минералов-вкрапленников среди них выделяются три петрографические разности: плагиоклазовая, плагиоклаз-амфибол-клинопироксеновая и плагиоклаз-ортопироксен-клинопироксеновая. Две первые разновидности в большей мере характерны для лав, встречающихся в окрестностях с. Рубиновка.
Плагиоклаз является преобладающим минералом-вкрапленником. Он образует шестоватые, реже таблитчатые кристаллы, размеры которых варьируют от долей миллиметра до 4 мм. В плагиоклазовых и плагиоклаз-амфибол-клинопироксеновых андезитах наблюдается обилие крупных (до 3 мм) кристаллов плагиоклаза, иной раз составляющих до 25 % от объема породы. По составу это лабрадоры (69-55 мол. % An) и андезины (43–42 мол. % An). Нередко кристаллы плагиоклаза частично пелитизированы. Отдельным зернам минерала присуща зональность нормального типа: центр – 69–57 мол. % An, край – 52–42 мол. % An. Иногда вкрапленники плагиоклаза окружены каймой, сложенной олигоклазом (13–19 мол. % An). В отдельных образцах плагиоклаз-двупироксеновых андезитов встречаются зерна битовнита (An 84–74) с резко выраженной прямой зональностью (81–74 мол. % An в центральной и 61–60 мол. % An в краевой части).
Клинопироксен встречается преимущественно в плагиоклаз-двупироксеновых андезитах. Он образует единичные мелкие и крупные (до 1 мм) вкрапленники таблитчатой или шестоватой формы, которые по составу классифицируются как авгит (Wo 42.58-41.25 En 40.31-41.97 Fs17.11-16.78). Отдельные зерна минерала окружены пижонитовой каймой. В плагиоклаз-амфибол-клинопироксеновых андезитах вкрапленники моноклинного пироксена встречаются весьма редко, при этом они, как правило, полностью карбонатизированы. Тем не менее изредка среди них попадаются зерна, в которых обнаружены реликты авгита (Wo44.96-42.98 En38.05-39.77 Fs16.9-17.25), незамещенные целиком вторичными минералами.
Ортопироксен установлен только в плагиоклаз-двупироксеновых андезитах. Количественно он занимает доминирующее положение относительно клинопироксена. Минерал чаще всего представлен мелкими зернами таблитчатой формы, и редко довольно крупными таблитчатыми или шестоватыми кристаллами размером до 0.2 мм. По составу они относятся к бронзиту (Wo2.80-3.16 En68.06-66.24 Fs28.78-27.36), реже гиперстену (Wo3.00-2.71 En65.66-66.85 Fs31.31-30.44) либо переходным разностям между бронзитом и гиперстеном (Wo3.01-2.80En67.43-68.06 Fs29.55-29.14). Для отдельных зерен ортпироксена характерна зональность прямого типа (En68.30-67.45 Fs28.83-29.14 – в центральной части и En62.79-64.98 Fs34.34-32.36 – в краевой части кристалла).
Кристаллы орто- и клинопироксена, а также титаномагнетита иногда образуют небольшие гломеропорфировые скопления.
Амфибол присутствует в отдельных лавовых потоках андезитов в парагенезисе с авгитом. Он образует мелкие (до 0.8 мм) шестоватые кристаллы буро-зеленоватого цвета, которые в значительной степени замещены хлорит-эпидотовым агрегатом.
Основная масса сложена лейстами и микролитами плагиоклаза (58–43 мол. % An), мелкими зернами титаномагнетита, авгита (Wo37.75-33.45 En38.64-40.53 Fs23.61-26.01), а также ксеноморфными кристаллами ортпироксена и пижонита. Последние два минерала встречаются только в плагиоклаз-двупироксеновых андезитах, тогда как кристаллы авгита присутствуют главным образом в плагиоклазовых разновидностях. Структура основной массы интерсертальная либо близкая к микролитовой.
Дациты тальминского комплекса характеризуются плагиоклаз-клинопироксеновым парагенезисом минералов-вкрапленников и представляют собой темно-серые, иногда с сургучным оттенком породы, с массивной текстурой и порфировой либо субафировой структурой.
Во вкрапленниках преобладает плагиоклаз, который по составу относится к ряду андезин-лабрадор (55–45 мол. % An). Довольно часто кристаллы минерала обнаруживают зональность прямого типа (51–50 мол. % An в центральной части и 46–45 мол. % An в краевой части). Изредка встречаются зерна битовнита (81–75 мол. % An), внешние зоны которого сложены лабрадором (51–56 мол. % An).
Клинопироксен присутствует в породе в виде небольших (до 0.4 мм) таблитчатых, реже удлиненно призматических кристаллов, соответствующих по составу авгиту (Wo43.94-40.53 En41.93-40.48 Fs14.13-18.99). Зональность проявлена слабо. Количество вкрапленников клинопироксена в дацитах обычно не превышает 3 %.
Основная масса состоит из микролитов плагиоклаза (47–28 мол. % An), а также ксеноморфных зерен титаномагнетита, ее структура гиалопилитовая, фельзитовая.
Рис. 1. Схема террейнов Юго-Западного Приморья по [1] (A) и схема опробования тальминской толщи в окрестностях с. Рубиновка (Б). Для рис. 1, А: 1–3-террейны раннепалеозойского Бурея-Цзямусы-Ханкайского орогенного пояса: 1 – Матвеевско-Нахимовский (МН), метаморфический, 2 – Спасский (СП), фрагмент раннекембрийской аккреционной призмы, 3 – Вознесенский (ВЗ), фрагмент раннекембрийской пассивной окраины; 4 – Лаоелин-Гродековский террейн (ЛГ) позднепалеозойского-раннемезозойского Солонкерского орогенного пояса – фрагмент активной окраины; 5–7-террейны мезозойского Сихотэ-Алинь-Северо-Сахалинского орогенного пояса: 5 – Самаркинский террейн (СМ), фрагмент юрской аккреционной призмы, 6 – Сергеевский террейн (СР), 7 – Журавлевский и Таухинский терейны – фрагменты раннемеловой окраины Азии; 8 – разломы: Пр – Партизанский, Шк – Шкотовский, Ар – Арсеньевский, ЦСА – Центральный Сихотэ-Алиньский; 9 – положение района исследований. Для рис. 1, Б: 1 – тальминская толща – туфопесчаники, конгломераты, лавы андезитов, туфоалевролиты; 2 – тальминский комплекс – субвулканические штоки риолитов, риодацитов (λς); 3 – риолиты; 4 – риодациты; 5 – дациты; 6 – андезиты; 7 – андезибазальты; 8 – конгломераты; 9 – туфопесчаники; 10 – разломы установленные (а) и предполагаемые (б); 11 – точки отбора проб; 12 – грунтовая дорога
Геохимическая характеристика
Содержание кремнезема в проанализированных образцах тальминского комплекса изменяется в интервале от 52 до 63 масс. %, в соответствии с чем точки составов пород располагаются на диаграмме SiO2 – (Na2O + K2O) в полях андезибазальтов, андезитов и дацитов. Судя по содержанию суммы щелочей, весь ряд вулканических пород имеет нормальный тип щелочности (рис. 2, А). По соотношению кремнезема и K2O (рис. 2, Б) все они соответствуют умереннокалиевым разностям известково-щелочной серии, располагаясь на диаграмме AFM (диаграмма не приводится) в поле известково-щелочных магм. По другим петрохимическим параметрам андезибазальты комплекса обладают натриевой специализацией (Na2O/K2O = 3.84–5.69), а по содержанию глинозема принадлежат к высокоглиноземистым разностям (al = 1.58–2.37). Из других особенностей андезибазальтов следует отметить низкую магнезиальность (Mg# = 0.26–0.29) и высокое содержание CaO. Средние и кислые породы комплекса – андезиты и дациты – относятся к высокоглиноземистым и весьма высокоглиноземистым разностям (al = 1.35–2.54) калиево-натриевого ряда (Na2O/K2O = 2.70–3.25), их магнезиальность составляет от 0.17 до 0.35. Следует отметить, что для андезитов комплекса характерен относительно широкий диапазон значений магнезиальности – от 0.19 до 0.35. По этому параметру андезиты можно разделить на две группы: низкомагнезиальные (Mg# = 0.19–0.30) и умеренномагнезиальные (Mg# = 0.32–0.35).
В целом изученные вулканиты тальминского комплекса формируют единые тренды вариаций составов, демонстрирующие с ростом SiO2 (от базальтов до дацитов) снижение содержаний MgO, TiO2, CaO и увеличение – P2O5, K2O, Na2O. Концентрации FeO и Аl2O3 отрицательно коррелируют с кремнекислотностью пород, хотя такая зависимость проявлена недостаточно отчетливо. Исключением среди пород комплекса являются умеренномагнезиальные (Mg# = 0.32–0.35) андезиты, выделяющиеся заметно более высокими содержаниями MgO по сравнению со всеми остальными вулканитами и, как следствие, не располагающиеся на общем тренде.
Геохимической особенностью изученных вулканитов тальминского комплекса являются высокие концентрации в них таких некогерентных элементов, как Rb, Ba, Sr, Zr, U, и низкие – Th, Nb, Ta (рис. 3, А). По мере возрастания кремнекислотности пород отмечается отчетливая тенденция к увеличению содержания большей части некогерентных элементов (Rb, Ba, U, Th, Nb, Hf), тогда как концентрации Sc заметно уменьшаются. В поведении Sr наблюдается несколько иной характер распределения, а именно: содержание этого элемента сначала возрастает от андезибазальтов к андезитам, а затем в дацитах вновь падает.
Рис. 2. Классификационные диаграммы SiO2 – Na2O + K2O (А) и SiO2 – K2O (А) SiO2 – Na2O + K2O (Б) для пород тальминского комплекса: 1 – андезибазальт, 2 – умеренномагнезиальный андезит, 3 – низкомагнезиальный андезит, 4 – дацит. Составы приведены к 100 % с вычетом потерь при прокаливании
Рис. 3. Спектры распределения редкоземельных и редких элементов, нормализованных к примитивной мантии (А) и к хондриту (Б) в породах тальминского комплекса. Условные обозначения смотри на рис. 2
Анализ распределения редкоземельных элементов (REE) в изученных вулканитах показал, что для андезибазальтов свойственны умеренные содержания REE (ΣREE + Y = 69.72–95.63 г/т) с преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми ((La/Yb)n = 3.23–4.85), а также наличие положительной Eu-аномалии (Eu/Eu* = 1.18–1.30). Отметим, что для андезибазальтов свойственны также повышенные концентрации CaO и Al2O3. Возможно, данные характеристики вулканитов связаны с присутствием в них высококальциевого кумулятивного плагиоклаза.
В более кислых разностях комплекса – андезитах и дацитах, отмечено увеличение содержания практически всех редкоземельных элементов (ΣREE + Y = 105.60–126.72 г/т и 128.6–134.1 г/т соответственно). Отношение (La/Yb)n изменяется в узком интервале значений (3.92–5.37 и 3.97–4.81 соответственно) и сопоставимо с таковым в андезибазальтах. Типичным для данных пород является отсутствие Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.82–1.06) в спектрах распределения REE (рис. 4, Б).
Между тем наиболее магнезиальные разности андезитов по сравнению с остальными умеренно кислыми лавами комплекса обладают более низкими суммарными концентрациями REE (ΣREE + Y = 77.76–84.61 г/т), сопоставимыми с таковыми в андезибазальтах. Им также присуща более высокая степень фракционирования REE ((La/Yb)n = 4.66–6.25). В отдельных образцах данных андезитов отмечено наличие слабой отрицательной Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.7–0.82), что свидетельствует об ограниченной роли плагиоклаза в процессах фракционирования.
Результаты исследования и их обсуждение
Условия кристаллизации вулканитов тальминского комплекса
Для реконструкции физико-химических условий кристаллизации умеренно кислых и кислых магматических пород тальминского комплекса были использованы современные геотермобарометры [8; 9], основанные на экспериментальных данных равновесия «минерал – расплав». Помимо этого, расчет условий формирования пород проводился с использованием компьютерной программы QUILF [10].
Основой для оценки P-T условий кристаллизации темноцветных минералов из вулканических пород комплекса с применением минеральных геотермобарометров [8; 9], послужили валовые составы пород и микрозондовые анализы Cpx или Орх, в зависимости от типа термобарометра. Граничными условиями расчетов параметров кристаллизации в системе «минерал – расплав» были для клинопироксенов KDFe/Mg = 0.27 ± 0.03, а для ортопироксенов KDFe/Mg = 0.29 ± 0.06 при принятых для расплавов следующих параметрах FeO/FeOобщ = 1, H2O = п.п.п. (масс. %). Величины ошибок используемых геобарометров и геотермометров составляют Т ± 30 °С и Р ± 1.5 кбар [8; 9]. Следует отметить, что при расчетах использовались составы только центральных частей вкрапленников и субфенокристаллов минералов, краевые части не рассчитывались ввиду сложности, а иногда невозможности достижения должного равновесного отношения KD.
Результаты расчетов PT-условий кристаллизации Cpx и Орх из андезибазальтов в системе «пироксен – расплав» показали, что формирование вкрапленников клинопироксена происходило в интервале Т = 1076–1061 °С, Р = 4.99–4.76 кбар, ортопироксена – Т = 1077–1072 °С, Р = 2.57–2.0 кбар. Близкий интервал значений температур кристаллизации (Т = 1073–1040 °С) был получен для этих же образцов при оценке двупироксенового равновесия с применением программы QUILF [10].
В соответствии с полученными по минеральным геотермобарометрам [8; 9] данными, кристаллизация клино- и ортопироксенов из умеренномагнезиальных андезитов комплекса происходила в близких диапазонах температур и давлений: клинопироксен – Т = 1099–1088 °С, Р = 3.78–2.87 кбар; ортопироксен – Т = 1095–1076 °С, Р = 3.83–2.45 кбар. Температура двупироксенового равновесия, рассчитанная с помощью программы QUILF по этим же кристаллам клино- и ортопироксенов, составляет 1041–1017 °С. Кристаллизация клинопироксенов из низкомагнезиальных андезитов согласно геотермобарометру [9] происходила при более низких температурах – 1014–996 °С, в условиях давлений равновесия «клинопироксен – расплав» Р = 3.71–3.04 кбар. Наиболее низкие значения давления и температуры кристаллизации установлены для вкрапленников клинопироксена из дацитов – Т = 993–983 °С, Р = 2.43–2.31 кбар.
Геодинамическая типизация умеренно кислых вулканитов комплекса
Как отмечалось выше, для изученных вулканитов комплекса свойственны высокие содержания крупноионных литофильных элементов (Sr, Rb, Ba) при устойчивом дефиците в отношении некоторых высокозарядных элементов (Nb, Ta, Ti). В этой связи на многокомпонентных диаграммах, нормализованных к примитивной мантии, в спектрах всех вулканитов комплекса вне зависимости от их состава присутствуют хорошо выраженные положительные аномалии для Ba, K, Sr, а также отрицательные для Nb, Ta и Ti (рис. 3, А). Подобные геохимические особенности считаются типичными для вулканических пород зон субдукции. На это же также указывает расположение точек их составов на дискриминантных диаграммах Th-Hf/3-Ta и Th-Hf/3-Nb/16 в полях вулканитов островных дуг и активных континентальных окраин (рис. 4, А, Б).
На диаграмме Nb/La – Ba/La все проанализированные вулканиты тальминского комплекса также попадают в поле надсубдукционных пород (орогенные андезиты), обладающих низкими Nb/La и повышенными Ba/La отношениями (рис. 5, А). Это же демонстрирует диаграмма Th/Yb–Ta/Yb, на которой изученные андезибазальты, имея умеренные величины Th/Yb (0.50–0.81) и Ta/Yb (0.07–0.12) отношений, располагаются в поле вулканитов островных дуг (рис. 5, Б).
Рис. 4. Составы андезибазальтов и андезитов тальминского комплекса на дискриминантных диаграммах Th-Hf/3-Ta (А) и Th-Hf/3-Nb/16 (Б). Полями на диаграмме обозначены: A – геодинамические обстановки срединно-океанических хребтов, B – срединно-океанических хребтов и внутриплитные обстановки, C – внутриплитные обстановки, D – островных дуг и активных континентальных окраин. Условные обозначения смотри на рис. 2
Рис. 5. Положение составов вулканитов тальминского комплекса на дискриминантных диаграммах Ba/La-Nb/La (A) и Ta/Yb-ThYb (Б). На диаграмме Ba/La-Nb/La показаны поля: базальтов Джеронимо, имеющих типичные характеристики астеносферного материала активной континентальной окраины Запада США и орогенных андезитов. Полями на диаграмме Ta/Yb-ThYb показаны составы базальтов: островных дуг (IA), активных континентальных окраин (ACM) и гавайских островов (HAW); DMS – деплетированная мантия; EMS – обогащенная мантия. Векторы изменения состава пород за счет: S – субдукционных компонентов, С – контаминации континентальной коры, W – внутриплитного (мантийного) обогащения литофильными элементами, F – фракционной кристаллизации. Условные обозначения смотри на рис. 2
Однако имеющиеся на сегодняшний день геологические данные о строении Лаоелин-Гродековского террейна свидетельствуют о том, что формирование вулканитов тальминского комплекса едва ли осуществлялось непосредственно в надсубдукционной обстановке. На это, прежде всего, указывает отсутствие в составе террейна фрагментов аккреционного клина, а также базальтов океанической коры триасового возраста. Обращает на себя внимания и то, что триасовые вулканиты не формируют в пределах Лаоелин-Гродековского террейна единый протяженный линейный вулканический пояс, являющийся одним из структурных элементов, присущий островным дугам.
На основании вышеизложенного можно предположить, что надсубдукционные геохимические признаки пород комплекса связаны с участием в петрогенезисе блоков континентальной литосферы, метасоматически переработанных предшествующими тектономагматическими процессами, в результате которых она приобрела надсубдукционные микроэлементные характеристики. Аналогичная точка зрения ранее была высказана в работах, посвященных изучению позднекайнозойских базальтов юга Дальнего Востока России [11; 12] и северо-востока Китая [13]. Таким событием в рассматриваемом регионе, по-видимому, следует считать позднепермскую субдукцию. Об этом может свидетельствовать то, что для пермских базальтов, расположенных на юге Лаоелин-Гродековского террейна в районе мыса Мраморный, установлены ярко выраженные «надсубдукционные» геохимические характеристики [14]. Следует отметить, что следы пермской субдукции отмечаются также на сопредельных территориях Кореи и Китая в виде комплексов аккреционных призм, содержащих фрагменты позднепалеозойских офиолитовых разрезов [15].
Таким образом, полученные данные позволяют предполагать участие в магмогенезисе изученных пород тальминского комплекса континентальной литосферной мантии, метасоматически преобразованной в ходе предшествующей позднепермской субдукции.
Выводы
Принимая во внимание несоответствие геологических данных о строении Лаоелин-Гродековского террейна (а именно отсутствие фрагментов аккреционного клина, а также пород океанической коры триасового возраста) и наличии у вулканитов позднетриасового возраста надсубдукционных геохимических характеристик (повышенные содержания Sr, Rb, Ba и низкие – Nb, Ti и Ta), можно сделать заключение об участии в происхождении этих пород мантийного вещества, метасоматически переработанного в ходе предшествующей позднепермской субдукции.
Полученные результаты оценки РТ-параметров кристаллизации изученных пород тальминского комплекса свидетельствуют об относительно высокотемпературной природе как андезибазальтов, так и умеренномагнезиальных андезитов комплекса. При этом кристаллизация андезибазальтов происходила в интервале давлений 2–5 кбар, что отвечает глубине ~ 6–15 км, тогда как формирование умеренномагнезиальных андезитов протекало при несколько более низких значениях давлений 2–4 кбар на глубине не более 12 км.
Кристаллизация же низкомагнезиальных андезитов и дацитов, как и следовало ожидать, проходила при более низких температурах, при этом давление в расплаве не превышало 2–4 кбар, что отвечает глубине ~ 6–12 км.
Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ, гранта № 19-05-00229А.
Библиографическая ссылка
Чащин А.А., Чащин С.А., Касаткин С.А., Голозубов В.В. ПОЗДНЕТРИАСОВЫЕ ВУЛКАНИТЫ ТАЛЬМИНСКОГО КОМПЛЕКСА (ЮГО-ЗАПАДНОЕ ПРИМОРЬЕ): МИНЕРАЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ И ГЕНЕЗИС // Успехи современного естествознания. – 2020. – № 11. – С. 139-148;URL: https://natural-sciences.ru/ru/article/view?id=37528 (дата обращения: 20.04.2024).